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Tema 14 Origen y estructura de la tierra
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Tema 14 Origen y estructura de la tierra

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Tema 14 completo. Incluye las presentaciones de capas de la tierra y métodos de estudio del interior terrestre. Nivel de 1º de bachillerato

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  • 1. Tema 14
  • 2. ÍNDICE• El origen del sistema solar• Teoría planetesimal• Origen de la Tierra• Origen de la Luna• Métodos de estudio del interior terrestre• Métodos directos• Minas, sondeos, volcanes, rocas expuestas a la erosión• Conclusiones obtenidas por métodos directos• Métodos indirectos• Análisis de la densidad terrestre.• Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante)• Método gravimétrico e Isostasia• Método geotérmico.• Método eléctrico• Método magnético.• Tomografía sísmica• Método sísmico.• Análisis de meteoritos
  • 3. ÍNDICE• Las capas de la tierra• Modelo geoquímico• Corteza terrestre• Corteza continental. Estructura vertical y horizontal• Corteza oceánica. Estructura vertical y horizontal• El Manto• Manto superior• Manto inferior• Limite núcleo-manto• El Núcleo• Modelo dinámico• Litosfera• Mesosfera• Manto superior sublitosférico• Manto inferior• Endosfera: Núcleo Externo e Interno
  • 4. ORIGEN DEL SISTEMA SOLARTeorías de origen del sistema solarCatastróficasEl Sol había sido creado comosingular cuerpo solitario, y empezó atener una «familia» como resultadode algún fenómeno violento.Georges-Louis Leclerc de Buffon,afirmaba, en 1745, que el SistemaSolar había sido creado a partir delos restos de una colisión entre elSol y un cometa.evolutivas.Consideran que todo el Sistemahabía llegado de una maneraordenada a su estado actual.Newton sugirió que el Sistema Solar podíahaberse formado a partir de una nube de gasy polvo, que se hubiera condensadolentamente bajo la atracción gravitatoria.En años recientes, los astrónomos hanpropuesto que la fuerza iniciadora en laformación del Sistema Solar debería ser unaexplosión supernova
  • 5. TEORÍA PLANETESIMALLa teoría moderna de los planetesimales es la teoría actualmente más aceptada encuanto a los acontecimientos de la más remota historia del sistema solar para laformación de los planetas.Como cualquier otra teoría sobre el origen del sistema solar debe contemplar yexplicar las siguientes características:1. El Sol y todos los planetas giran en el mismo sentido.2. Las órbitas de todos los planetas son elipses.3. Las órbitas de todos los planetas se sitúan aproximadamente en el mismo planodenominado eclíptica.4. Los planetas interiores son pequeños y densos; los exteriores son grandes y ligeros.5. Todos los cuerpos celestes que son rocosos tienen numerosos cráteres de impacto.
  • 6. TEORÍA PLANETESIMAL: ORIGEN DEL SISTEMA SOLAR1 Colapso gravitatorio. Hace 4600 millones de añosuna nebulosa giratoria de polvo y gas comenzó acontraerse.2 La contracción o colapso forma una gran masacentral y un disco giratorio. La colisión de laspartículas en la masa central libera energía.Comienza la fusión nuclear del hidrógeno (naceuna estrella, el protosol en la nebulosa).3 En el resto de la nebulosa, las partículas chocan yse fusionan originando otras mayores (entrevarios cm y km). Son los planetesimales.4 Las colisiones de los planetesimales y su acreciónoriginaría los protoplanetas.5 En torno a los planetas gigantes se produjo uncolapso gravitatorio similar al del Sol, aunque sumenor masa impidió los procesos de fusiónnuclear. Fue el origen de los anillos y satélites
  • 7. 1 Colapso gravitatorio. Hace 4600millones de años una nebulosagiratoria de polvo y gas comenzó acontraerse.En las zonas galácticas en las que seforman estrellas se encuentran siemprenubes de gas y polvo, las nebulosas.2 La contracción o colapso forma una gran masacentral y un disco giratorio. La colisión de laspartículas en la masa central libera energía.Comienza la fusión nuclear del hidrógeno (naceuna estrella, el protosol en la nebulosa).Algunos de estos discos,contienen partículas mayoresque el polvo interestelarformados por hielo y silicatos.3 En el resto de la nebulosa, laspartículas chocan y se fusionanoriginando otras mayores (entrevarios cm y km). Son losplanetesimales.4 Las colisiones de losplanetesimales y suacreción originaría losprotoplanetas.Júpiter es el planeta menosevolucionado y tiene unagran identidad química conel Sol.5 En torno a los planetas gigantes se produjo uncolapso gravitatorio similar al del Sol, aunque sumenor masa impidió los procesos de fusión nuclear.Fue el origen de los anillos y satélites6 Barrido de las órbitas. En virtud de ese proceso deacreción, cada protoplaneta fue despejando suzona orbital de planetesimales hasta llegar alimpiarla.
  • 8. ORIGEN DE LA TIERRALa teoría planetesimal describe el escenario general en el que debieron formarselos planetas del Sistema Solar. Hay, no obstante, algunos datos más sobre laestructura y la composición de nuestro planeta que deben tenerse en cuenta, yaque nos hablan de lo que ocurrió al comienzo de la existencia de la Tierra.De acuerdo con los datos disponibles, la formación de la Tierra podría haberseproducido en las siguientes fases:Formación delprotoplaneta terrestre.Diferenciación pordensidades.Enfriamiento de lasuperficieFormación de losocéanos.
  • 9. • Unión de planetesimales. Alrededordel protosol se habría originado elprotoplaneta terrestre por acreciónde planetesimales.• Aumento de la temperatura. Los impactos sobre la superficie terrestre provocaríanun aumento de la temperatura en el planeta.• Aumento de la gravedad. El aumento de masa que provoca la unión de losplanetesimales conlleva un aumento de gravedad y mayor atracción a losplanetesimales que aún están próximos al protoplaneta.Formación del protoplaneta terrestre.
  • 10. 1. Fusión de los materiales. Los componentes, debido a las altas temperaturasprovocadas por los impactos y por la radiación desprendida por los elementosradiactivos, provocarían que los materiales que forman el protoplaneta sevolvieran semilíquidos. El estado semilíquido de los mismos hace quecomiencen a ordenarse por densidades.2. Catástrofe del hierro. Los materiales más densos, como el hierro, níquel, etc.,se desplazan hacia la parte profunda del planeta formando el núcleo.3. Desgasificación del planeta. Los elementos más volátiles (gases) escapan haciael exterior pero quedan retenidos en la superficie formando la atmósfera. Estosgases permanecen ahí debido a una serie de coincidencias que lo permitencomo: la acción de la gravedad (si la gravedad hubiera sido más débil sehabrían perdido en el espacio; por ejemplo: Marte); la distancia al Sol, sila distancia al Sol hubiera sido menor, la temperatura superficial del mismohabría hecho que se disiparan (por ejemplo: Mercurio, Venus), o si la distanciaal Sol fuera mayor las bajas temperatura habrían hecho que los gases hubieranpermanecido líquidos.Diferenciación por densidades.
  • 11. • La Tierra fue despejando su órbita. A medidaque la Tierra daba vueltas alrededor de suórbita fue despejándola y disminuyó elnúmero de planetesimales.• Disminución de la temperatura. El hecho dedisminuir el número de planetesimalesprovocó una disminución en el número deimpactos sobre la superficie del planeta y unpaulatino enfriamiento de la misma. Esteenfriamiento se vio favorecido por elagotamiento del material radiactivo quetambién provocó que disminuyera la energíaradiante.Enfriamiento de la superficie.
  • 12. • Al descender la temperatura del planeta, la temperatura de lasrocas de la superficie también bajó.• Esto favoreció la condensación de vapor de agua permitiendo quelas mismas ocuparan los relieves más bajos y se formasen losocéanos.Formación de los océanos.Video sobre el origen de los océanos
  • 13. ORIGEN DE LA LUNAA lo largo de la historia, el hombresiempre ha intentado dar unaexplicación sobre el origen de la Luna.Sea cual sea dicho origen, la teoría quelo explique debe tener en cuenta dosdatos importante:1. La Luna no tiene la misma antigüedad que la Tierra, en general se consideraque es cien millones de años más joven.2. La Luna tiene una densidad significativamente más baja que la Tierra (dT.- 5,5gr/cm3; dL.- 3,3 gr/cm3).
  • 14. Hay, básicamente, tres posibilidades en cuanto a la formación de la luna:1.- Era un astro independiente que, al pasar cerca de la Tierra, quedócapturado en órbita.2.- La Tierra y la Luna nacieron de la misma masa de materia que girabaalrededor del Sol.3.- La luna surgió de una especie de "hinchazón" de la Tierra que se desprendiópor la fuerza centrífuga.Con estas posibilidades se han elaborado varias hipótesis o teorías, ninguna deellas demostrada actualmente.
  • 15. Origen de la LunaHipótesis de fisiónInicialmente, la Luna yla Tierra eran un solocuerpo y parte de lamasa fue expulsadadebida a la rotación,pero quedo rotando ensincronización con latierraHipótesis de capturaLa luna se formó en unlugar y momentodistinto a la tierra, y ensu orbita alrededor delSol, se aproximó a laTierra y fue capturadapor su campogravitatorioHipótesis de acreciónbinariaLa luna se formó en elmismo lugar ymomento a la tierra yya quedaron juntosHipótesis de impactoUn cuerpo del tamaño deMarte colisionó con laTierra. El impacto hizo quebloques gigantescos demateria saltaran al espaciopara posteriormente y,mediante un proceso deacreción similar al queformó los planetas rocosospróximos al Sol, generar laLuna.Los detractores dicen que lavelocidad de rotaciónhabría tenido que ser tanalta que no se hubierapodido consolidar la propiaTierra.Es difícil explicardesaceleración de laLuna, necesaria para queno escapara del campogravitatorio terrestreNo explica lasdiferencias dedensidad ycomposición químicaEs la hipótesispreferida en laactualidad
  • 16. ESTUDIO DEL INTERIOR TERRESTREPara intentar comprender la naturalezay estructura del interior terrestre sehan utilizado desde tiempos remotosdiversas técnicas y procedimientos quehan propiciado la aparición y desarrollode diferentes métodos de estudio.Unos están basados en experienciasdirectas mientras que otros sefundamentan en el estudio y aplicaciónde propiedades geofísicas del planeta.
  • 17. Métodos de estudioDirectosSondeosMinasVolcanesErosión decordillerasSe basan enobservaciones yestudios directos sobrelas rocas o susmanifestaciones y/oestructurasIndirectosMétodo eléctricoTomografía sísmicaDensidad terrestreGravedad terrestreMagnetismo terrestreComparación conmeteoritosOndas sísmicasBasados en el estudiode determinadaspropiedades físicas dela Tierra
  • 18. MÉTODOS DIRECTOS: MINASSe basan en la observación directa de los materiales que componen seextraen de las minas. Sólo proporcionan información de los primeroscientos de metros (las minas más profundas apenas alcanzan el kilómetrode profundidad, aunque algunas, como la mina de oro de Tau Tona,Sudáfrica, llega a los 3.6 km) por lo que su utilidad es bastante limitada
  • 19. MÉTODOS DIRECTOS: SONDEOSSon perforaciones en el terreno de los que se extrae una columna de materialllamada testigo que permite conocer la composición de las rocas. Tienen accesoa rocas situadas hasta 15 km de profundidadEl pozo de investigación más profundo seencuentra en la Península de Kola. Setrata de un superagujero de 12 km deprofundidad, aunque el proyecto finalizópor problemas económicos.También se están estudiando los fondosmarinos con la ayuda de un buque deperforación submarina, que pretendeobtener datos sismológicos, volcánicos,geológicos, medioambientales yclimatológicos en el Pacífico hasta unaprofundidad de 6 Km.
  • 20. Sondeo en la Península de KolaPerforaciones en la corteza oceánica
  • 21. Perforación en el cráter Chicxulub (Yucatán, Méjico)Objetivo: Estudio de los efectos dejados en la Tierra por el impacto delmeteorito, que se supone que causó la extinción de los dinosauriosTamaño: 2,5 kmPerforaciones en CaliforniaObjetivo: Estudiar los fenómenos físicos y químicos que acompañan alos movimientos sísmicosPerforación en el borde del Macizo Checo (Bohemia Occidental)Tamaño: 5 kmOtros sondeos que sirven para investigar el interior terrestre:
  • 22. MÉTODOS DIRECTOS: VOLCANESEl análisis de las lavas expulsadas por los volcanes permite conocer lacomposición de las rocas a varios kilómetros de profundidad, puesarrastran en su ascenso rocas de zonas profundas (de hasta 100km) quequedan incluidas en el magma sin fundir. Un ejemplo son los diamantesextraídos de la kimberlita.
  • 23. MÉTODOS DIRECTOS: ROCAS EXPUESTAS DEBIDO A LA EROSIÓNConsiste en la recogida de rocasmetamórficas y magmáticas queafloran en la superficie debido aprocesos erosivos para su análisis.Este método nos da acceso a rocasformadas entre 15 y 20 km deprofundidad.El análisis de rocas sedimentarias,debido a su proceso de formación ensuperficie, nos da información dezonas mas superficiales (hasta 8 kmde profundidad)
  • 24. 1. Las rocas mantienen su estructura y composición hasta la profundidad en laque se han hecho las observaciones.2. El gradiente geotérmico en la parte superficial es aproximadamente de30°C por cada kilómetro que profundizamos en el interior del planeta.3. Las rocas de esta zona son silicatos.CONCLUSIONES OBTENIDAS A TRAVÉS DE LOS MÉTODOS DIRECTOS
  • 25. MÉTODOS INDIRECTOSExisten diferentes técnicas y métodos que facilitan información para estudiar elsubsuelo. Muchas de ellas se basan en el estudio de las propiedades físicas delas rocas o en los efectos ocasionados por la variación de estas propiedades.Todos estos métodos son utilizados por la geofísica para conocer cómo es elinterior de la Tierra. Entre los métodos más importantes están:• Análisis de la densidad terrestre.• Estudios de laboratorio (células de yunque de diamante)• Método gravimétrico.• Método geotérmico.• Método magnético.• Método eléctrico• Método sísmico.• Tomografía sísmica• Análisis de meteoritosSe trata de métodos geoquímicos y geofísicos.Estos métodos solamente proporcionan gráficas, que interpretadas, permitensugerir hipótesis sobre la composición y estructura del interior de la Tierra.
  • 26. El estudio de la densidad es un método indirecto clásico que descubre que la Tierra noes homogénea, pues el valor teórico (552g/cm3) está muy separado de losencontrados en las rocas de la superficie (27 g/cm3). Esta diferencia indica que losmateriales superficiales son menos densos que los que se encuentran en el interiorterrestre.Wiechert relacionó este hecho con la información aportada del estudio de losmeteoritos.Sabiendo que entre los elementos más comunes del Universo, el de mayor densidades el hierro, supuso que el núcleo debería estar formado por este metal. La existenciade un campo magnético terrestre apoyaría esta hipótesis.ANÁLISIS DE LA DENSIDAD TERRESTRE
  • 27. 32R34GgRπ2dmMGFVMdgmF2dmMGgmGgRM2Para un cuerpo situado en la superficie terrestreF es la fuerza con la que es atraído por la tierra.Para calcular la masa recurrimos ala ley de la gravitación universal.Si consideramos como aproximación que laTierra es una esfera perfecta, su volumen será:la distancia entre los doscuerpos es el radio terrestreR34Ggπ RG3gπ4 3cmg5,52Este valor de la densidadcontrasta con la densidadmedia de las rocas queconstituyen los continentesque es de3cmg2,73RV34Calculo de la densidad de la Tierra
  • 28. 100024681012142900 5100RELACION ENTRE LA DENSIDAD DE LOSMATERIALES TERRESTRES Y LA PROFUNDIDADProfundidad (km)Densidad(g/cm3)Estudios sismológicosindican que la densidadaumenta desde la cortezaal núcleo del planetapero no de formahomogénea.La densidad se mantieneprácticamente constanteen los primeros 100 kmpara ir aumentando pocoa poco hacia el interior.A 2900 Km. deprofundidad se produceun aumento brusco de ladensidad que nos indicaque hemos llegado alnúcleo metálico delplaneta.
  • 29. ENSAYOS EN LABORATORIOEn los laboratorios se realizan desde estudios geoquímicos de minerales, rocas,meteoritos y fluidos, hasta análisis de tipo físico sobre muestras. También sereproducen, a escala, las condiciones que se cree existen en diversos procesosgeológicos, mediante bancos de pruebas y modelos simulados.Un ejemplo es el de las células de yunque dediamantes, con las que se simula las condicionesde alta presión del interior terrestre.Es un que permite comprimir una pequeña pieza(de tamaño sub-milimétrico) de material hastapresiones extremas, mas de 300 gigapascales (3000 000 atmósferas).El dispositivo ha sido utilizado para recrear lapresión existente en lo profundo de los planetas,creando materiales y fases no observadas bajocondiciones normales.
  • 30. MÉTODO GRAVIMÉTRICOSe basa en el estudio de la variación de la aceleraciónde la gravedad (g) en diferentes zonas del planeta.La gravedad obedece a la ley de la gravitaciónuniversal, enunciada por Newton.Los parámetros de los que depende el valor de laaceleración de la gravedad en cada punto de lasuperficie terrestre son:• Constante de gravitación (valor constante)• Radio de la Tierra (valor conocido en el punto considerado)• Masa de la Tierra, que a su vez depende:- Volumen de la Tierra (valor constante)- Densidad valor que varia con:+ distintas composiciones+ estructuras que constituyen el planeta
  • 31. 2dmMGgm 2RMGg3R34V RdG34g3R34dMLa aceleración de la gravedad en un punto determinado de la superficie terrestre es:Esta formula debe ser corregida en función de algunas de lascaracterísticas propias del planeta.
  • 32. • Para R debe hacerse una “corrección de latitud”: La gravedad es mayor a mayorlatitud: es mayor en los polos que en el ecuador.• Aceleración centrífuga (ac): La aceleración centrífuga, que se opone a la gravedad, esmayor a menor latitud, es decir, es baja en los polos (nula) y alta en el ecuador, asípues, en los polos hay mayor gravedad.• Corrección de aire libre (CAL): La gravedad es mayor a menor altitud: es mayor a niveldel mar que en lo alto de una montaña.• Corrección de Bouguer (CB): La gravedad en la superficie del océano será menor queen un punto de la superficie a nivel del mar por el defecto de masa del agua conrespecto a la tierra.• Corrección Topográfica (CT): La presencia o ausencia de masa debido al relievepróximo también afecta a la gravedad.Aplicando las correcciones oportunas,lo único que puede variar el valorteórico de g es la densidad de losmateriales subyacentesCTCBCALa-RdGg c34
  • 33. Se toman datos con gravímetros y se comparan con el valor teórico. Si el valor de lagravedad en la superficie terrestre fuera constante, la Tierra sería una esferahomogénea, pero no es así. De hecho, los análisis del campo gravitatorio terrestreparecen demostrar que la forma de la tierra corresponde a un geoide.el Geoide sería la superficie que uniría todoslos puntos de la Tierra que poseen el mismovalor de campo gravitatorio y esto afecta tantoa la superficie de la tierra, que no es por tantouna esfera perfecta, como a la superficie delmar, que tampoco es plana
  • 34. Se han medido variaciones de este valor teórico que se denominan anomalíasgravimétricas o gravitatorias. Están relacionadas con la variación de la densidadde las rocas, las diferencias de altitud y de latitud, etc.
  • 35. Anomalías gravimétricasPositivasEs aquella en la que el valor medido es mayor que elteórico.Puede indicar la existencia de una capa densa de mineralque ejerce mayor atracción al presentar más masa.NegativasEs aquella en la que el valor medido es menor que elesperado. Indicaría la presencia de rocas poco densas.
  • 36. El estudio de estas anomalías gravimétricas permite:Deducir la situación de:•cuencas sedimentarias•intrusiones volcánicas•cuerpos mineralizados•fallas•zonas de subducción, etc.Deducir la existencia de dostipos de corteza de diferentecomposición:•corteza oceánica formada por basalto (densidad = 3g/cm3)•corteza continental,formada por granito (densidad = 2,7glcm3)Interpretar•algunos procesos tectónicos de elevación ohundimiento que afectan a la corteza terrestre.La litosfera responde a la fuerza de la gravedad con una serie demovimientos verticales, de forma que el relieve topográfico se compensaen profundidad.
  • 37. Los geólogos Everest y Pratt demostraron, con medidas realizadas sobre el Himalaya,que las montañas presentaban anomalías gravitatorias negativas, que indica queexiste un defecto de masa en las montañas.Tras este descubrimiento Dutton formuló el principio de la isostasia. El principiopresupone que los excesos y defectos de masa se compensan hacia el interior de talforma que los materiales más ligeros como las montañas se comportan como losicebergs. Es decir, en la superficie del planeta hay una capa fluida que ejerce unempuje sobre las montañas que flotan sobre ella. La teoría de la isostasia proponeque la Tierra consta de dos capas a nivel de la superficie diferenciadas por sudensidad. Ambas capas constituyen lo que hoy en día llamamos litosfera.
  • 38. ISOSTASIAhttp://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/56%5B1%5D.swfhttp://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/43%5B1%5D.swfReajuste isostáticoIsostasia en unacadena montañosaSe denomina isostasia al equilibrio de flotación entre la litosfera y elmanto plástico. Si aumenta la masa de la litosfera, esta tiende a hundirseen el manto. Si disminuye la masa de la litosfera, esta tiende a ascender.Los movimientos de ascenso y descenso (movimientos epirogénicos) sonextremadamente lentos debido a la rigidez y espesor de la litosfera.
  • 39. Esto supone que todos los excesos o defectos de masa por encima o debajo delnivel del nivel del geoide están compensados, de modo que, a una ciertaprofundidad, el material se encuentra en equilibrio hidrostático. Las masas porencima del nivel del mar son una alteración de equilibrio hidrostático, lo mismopodríamos decir en los océanos, la deficiencia de masa hasta el nivel del marconstituyen una perturbación del nivel hidrostático.
  • 40. Elevación de la península escandinavaen milímetros por año.Al retirarse el hielo, la penínsulaescandinava asciende
  • 41. Cuando se deposita un gran espesor de sedimentos en una cuenca sedimentaria, su fondotiende a hundirse lentamente (también pasa por la acumulación de hielo en los glaciares).Este proceso se denomina subsidencia. La subsidencia es la causa de que resulte difícilrellenar por completo una gran cuenca, así como de que puedan depositarse espesoresde sedimentos muy superiores a su profundidad original. El caso contrario sucede cuandose erosiona una cordillera.
  • 42. • evaluar la resistividad media del subsuelo mediante la medición deuna diferencia de potencial entre dos electrodos situados en la superficie.• Es muy preciso a poca profundidad, y se utiliza en prospecciones mineras conmucha exactitud, en la localización de cavernas cársticas y en la búsqueda deaguas subterráneas.MÉTODO ELÉCTRICO
  • 43. MÉTODO MAGNÉTICOLa Tierra posee un campomagnético que sólo se puede explicar siexiste un núcleo metálico externofundido en movimiento alrededor de unnúcleo interno metálico sólido, quefuncionarían como una enorme dinamo(geodinamo).El campo magnético funciona gracias almovimiento de la masa fluida metálicaprovocada por la rotación terrestre y lascorrientes convectivas generadas por elcalor interno.Existen dos polos magnéticos que no coinciden con los polos geográficos.El magnetismo se puede medir mediante magnetómetros, es el método geofísicode prospección más antiguo y además ha sido un método fundamental paraexplicar la tectónica de placas.
  • 44. La existencia del campo magnético terrestre nos protege de las radiaciones delespacio, ya que las partículas cargadas quedan atrapadas en las líneas campomagnético (cinturones de Van Allen).Además, este hecho provoca las auroras boreales y australes, ya que debido acolisiones de estas partículas con los iones de gases que hay en la atmósfera, seproducen emisiones de energía en el espectro visible generando imágenes de colores
  • 45. • Mediante los magnetómetros se mide el campo magnético en unpunto determinado y se establece la declinación magnética (ánguloentre el norte geográfico y el norte magnético, que puede cambiar deun lugar a otro y de un momento a otro).• A partir de estos datos se realiza un mapa de declinaciones (conisógonas o líneas de igual declinación).• En determinados puntos, se pueden observar anomalías magnéticas(variaciones de la declinación de la zona) que nos aportaninformación de la composición de las rocasLas anomalías magnéticas detectadas a través de estudios magnéticosen terreno se explican por variaciones en las propiedades físicas de lasrocas pero por encima de ciertas temperaturas ya no se detectan y poreso el alcance de este método no va más allá de los 30 a 40 km.
  • 46. Los mapas obtenidos conmedidas geomagnéticas deuna zona (levantamientosmagnéticos) dan informaciónsobre la composición de lacorteza en esa zona.Estos mapas, combinados conotras informaciones geofísicasy geológicas, pueden conducira la localización deyacimientos mineralesademás de importanteinformación acerca de lasestructuras geológicaspresentes en la zonaLa unidad de medida de la intensidad delcampo magnético es nanotesla
  • 47. MÉTODO GEOTÉRMICOLa Tierra emite calor desde su interior originando un flujo geotérmico, responsablede la generación de magmas y de la existencia de volcanismo en la superficie. Lasfuentes de este calor son:• El calor residual del proceso de formación del planeta.• La fricción entre las capas de diferente naturaleza que se desplazan unasrespecto a otras como consecuencia de la rotación terrestre.• Los cambios de estado asociados a la diferenciación de los materiales delinterior, como ocurre con la formación del núcleo sólido a partir de materialfundido.• La desintegración de elementos radiactivos del interior, que liberan y transmitenenergía de tal forma que calientan los materiales de los que forman parte.• Las reacciones químicas exotérmicas.• Gravitación: La gravedad ejerce una fuerza de compresión hacia el centro delplaneta, y en el proceso de contracción de la masa terrestre se generacalentamiento por fricción.
  • 48. La temperatura en elnúcleo debe permitir queel hierro y níquel que locomponen estén fundidosen el núcleo externo ysólidos en el interno(debido a la presión)En la base de la corteza, la temperaturadebe estar cerca de los 700ºCLa Tª en el límite entremanto superior/inferiorhabrá subido hasta los2000ºCLa Tª en el límite entrenúcleo externo/internoestá en torno a los 3800ºC
  • 49. Temperatura si se mantuviera elgradiente geotérmico constante
  • 50. TOMOGRAFÍA SÍSMICALa tomografía sísmica es una tecnología que ha permitido obtener imágenesdel interior de la Tierra a partir de la lectura de los tiempos de trayecto de lasondas sísmicas que se propagan el interior del planeta (algo similar a un TACen medicina).Mediante esta tecnología se ha podido conocer la topografía de las diferentesunidades geodinámicas de la Tierra y obtener perfiles del manto y la superficiedel núcleo terrestre.Animación de las ondas sísmicas P y SRecorrido de las ondas P y S en un planeta sólidoRecorrido de las ondas P y S en dos planetas con núcleo líquidoModelo de la convección dentro del mantoModelo tomográfico del manto: areas frías en azul y calientesen rojo.Modelo tomográfico del manto debajo de Sudamérica:Imágenes detomografíasísmica
  • 51. Esta técnica se basa en el análisis de las diferencias de velocidad de las ondas sísmicasrespecto a un valor promedio teórico. Los datos se comparan en un ordenador quefabrica imágenes virtuales de secciones del interior terrestre.El análisis de la distribución de velocidades permite detectar:• anomalías positivas que se interpretan como zonas más frías, de material másdenso que tiende a hundirse• anomalías negativas, que se interpretan como zonas más calientes, de materialmenos denso que tiende a ascender generando corrientes de convección.
  • 52. ESTUDIO DE METEORITOSSon pequeños cuerposplanetarios, que caen sobre lasuperficie de la Tierra cuandocruzan su órbita.La mayoría se agrupan formandoun cinturón de asteroides queorbitan entre Marte y Júpiter, porlo que tendrían la misma edadque el Sistema Solar.Siguiendo este razonamiento,han debido tener un origen muyparecido, por lo que se estudia sucomposición, suponiendo quemuy similar sea la de la Tierra.
  • 53. El estudio de meteoritos revela datos interesantes.• Son buenos ejemplos de la materia primitiva del Sistema Solar, aunque enalgunos casos sus propiedades han sido alteradas.• Su estructura y composición nos dan datos del interior terrestre.• Los cráteres de impacto pueden sacar a la superficie rocas del interior dela tierra.
  • 54. METEORITOSSideritos:4%, Fe y Ni:núcleo terrestreSiderolitos:1%, Fe ysilicatos: NúcleoterrestreCondritas:86%, peridotitas:manto terrestreAcondritas:9%, basaltos:corteza oceánicay continental
  • 55. EL MÉTODO SÍSMICOEl conocimiento de la estructura interna de la Tierra deriva principalmente delos conocimientos obtenidos a través de los métodos sísmicos. Se basan en elestudio de seísmos naturales o artificiales y en la propagación de las ondassísmicas en el interior de la tierra.Un seísmo es la liberación brusca deenergía acumulada en un punto delinterior de la tierra. Cuando latensión a la que están sometidas lasrocas sobrepasa cierto límite, sedesencadena el terremoto.El origen, punto del interior de latierra en que se liberan la energía sedenomina hipocentro, y el punto dela superficie en la vertical delhipocentro es el epicentro.
  • 56. El origen de un seísmo: puede ser:Superficial: como en materiales rocosos a los lados de una falla,Profundo: por readaptaciones de materiales del manto;Causado por explosiones, magmatismo, vulcanismo o causas artificiales.
  • 57. Ondas P o primarias: son las primeras ondas en llegara la superficie, de ahí su nombre. Son ondaslongitudinales, es decir, hacen vibrar la partículas delterreno en la dirección de la onda.Ondas S o secundarias: son más lentas que las ondasprimarias y solo se transmiten en medios sólidos. Sonondas transversales, las partículas del terreno semueven de forma perpendicular a la onda.Ondas superficiales: sólo se generan al llegar lasanteriores a la superficie del terreno, Por esta razónno aportan información del interior terrestre. Puedenser:Rayleigh: vibración de las partículas de formarodante, como las olas del mar.Love: se mueven de lado a lado.Ver animación : http://www.juntadeandalucia.es/averroes/manuales/tectonica_animada/tect_swf_files/38[1].swf
  • 58. Las ondas sísmicas liberadas en un terremoto se registran con los sismógrafos, y elgráfico de las ondas se denomina sismograma.
  • 59. La red de sismógrafos ha permitido conocer los lugares de la superficie donde seoriginan las ondas y el tiempo que tardan en llegar a la superficie. Esta informaciónpermite deducir los límites entre diferentes materiales en el interior de la Tierra.Para saber cómo es la estructura de la Tierra, hemos sido capaces de producirartificialmente terremotos que nos permiten recoger información sin la necesidadde esperar a un seísmo natural. Este sistema tiene otras aplicaciones comodescubrir si existen a cierta profundidad bolsas de agua, petróleo, gas o mineralesde interés económico.La velocidad de propagación de las ondas es mayor cuanto mayor es la densidad yla rigidez de los materiales que atraviesa.ONDAS P ONDAS S
  • 60. De las fórmulas de velocidad de propagación de las ondas deducimos:Como todos los materiales tienen K (sonsusceptibles de ser comprimidos),deducimos que se propagan por todo tipode medios.Como los fluidos tienen μ=0 (no sonrígidos); deducimos que sólo se propaganpor medios sólidos.Otras conclusiones que podemos obtener a partir de las fórmulas de la velocidad depropagación son:• A mayor ρ del medio, menor velocidad de las ondas• A mayor μ, más velocidad: la posición de las partículas es más fija y la recuperanabsorbiendo menos energía al cesar la vibración.• Además conociendo la relación Vp/Vs (aproximadamente 1,73), podemos calcular ladistancia del punto al hipocentro.
  • 61. 121212431243irir12 VVir ˆˆ12 VVir ˆˆ4321 VVVV4321 VVVVLa velocidad de las ondas depende de las características de los materiales por los queviajan. No viajarán igual por granito que por basalto y tampoco si estos se encuentranfríos o calientes. Al mismo tiempo, se produce un cambio en la dirección de propagaciónde la onda por cada variación en la velocidad de propagación.
  • 62. Como consecuencia de estasdesviaciones de las ondaspor la diferencia demateriales que atraviesan,se provoca que en lasuperficie terrestreaparezcan zonas en las queno se detectan ciertas ondassísmicas por que las ondasvan a llegar a puntos de lasuperficie más separados delo que era de esperar sihubiesen mantenido latendencia de cambio en sutrayectoria curva. Sonlas zonas de sombra.
  • 63. 2345678910111213142 000 4 000 6 000Del estudio de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el interiorterrestre y de las variaciones graduales (a veces bruscas o discontinuidades), sepuede deducir el sistema de capas que forma el interior terrestre.Profundidad (km)670 2 900 5 150NúcleoMantoLas discontinuidades sísmicas se utilizan para diferenciar las capas del interior del planeta.Ondas POndas SVelocidad(km/s)Discontinuidadde MohorovicicDiscontinuidadde GutenbergDiscontinuidadde Lehmann
  • 64. DiscontinuidadesDe primer orden:Variación de velocidad de gran magnitud. Indicaun cambio muy importante en la naturaleza de losmaterialesMohorovicic:A 40-60 km en los continentes y 5-10 en los océanos. Gran aumentode velocidad las ondas p y s.Guttemberg:A 2900 km. La velocidad de lasondas de baja repentinamente ylas S se detienen.De segundo orden:variación menor. Indican cambios menosacusadosConrad:Muy discutida (sólo existe en algunos puntos de lacorteza continental). Es un ligero aumento de lavelocidad de las ondas a unos 15 km.Repetti:A unos 800 km. Se produce una disminución del ritmode crecimiento de P y S.Wiechert- Lehman:A 5100 km, con un aumento de velocidad de P.pueden dividirse en funciónde la variación de la velocidad
  • 65. Los primeros modelos de capas de la Tierradividían esta en una primera capadenominada SIAL, un término, ya obsoleto(propuesto por Eduard Suess), quedesignaba a las rocas que forman la partefundamental de la corteza continental, yque estaban situadas sobre rocas másoscuras y densas que afloran además en elfondo oceánico y que se denominaronSIMA. Por debajo de estas capas se situabanel MANTO y el NÚCLEOLAS CAPAS DE LA TIERRA
  • 66. Los siguientes modelos y todavía hoy utilizados son los llamados modelogeoquímico y modelo dinámico.
  • 67. Estructura tierraModelo geoquímico.Basado en la composición químicade los materiales: corteza, manto ynúcleo.CortezaMantoNúcleoModelo dinámico.Se basa en el comportamiento mecánico de losmateriales del interior de la Tierra, que estánmuy afectados por las variaciones de presión ytemperatura a las que están sometidos.LitosferaMesosferaManto superior e inferiorEndosferaNúcleo externo e internoPlaneta estructurado en capasconcéntricas. Se clasifican deacuerdo con dos criterios:
  • 68. Unidades geoquímicas: de acuerdo con lacomposición química de los materiales:corteza, manto y núcleo.Intenta determinar la composición químicadel interior terrestre. Considera quealrededor del 94% de la masa total de laTierra está compuesto por un número muyreducido de elementos químicos en lassiguientes proporciones respecto de dichamasa total: hierro (34,6%); oxígeno(29,2%); silicio (15,2%) y magnesio(15,2%).Estos elementos químicos se combinanformando minerales y se distribuyen en elinterior de la Tierra en tres capas: lacorteza, el manto y el núcleo.EL MODELO GEOQUÍMICO
  • 69. Discontinuidadde MohorovicicDiscontinuidadde Gutemberg
  • 70. • Es la capa más externa y delgada. Llega hasta la discontinuidad de Mohorovicic.• Está formada por silicatos ligeros, carbonatos y óxidos.• Es más gruesa en la zona de los continentes y más delgada en los océanos.• Es una zona geológicamente muy activa (tectónica de placas, procesos externos deerosión, transporte y sedimentación)• Se diferencian una corteza continental y una corteza oceánica.LA CORTEZA TERRESTRE
  • 71. • Límites de la corteza: es la zona de laTierra situada entre la hidrósfera y laatmósfera por un lado, y la superficie deMohorovicic, por otro.• Espesor: 50 km de espesor medio, conirregularidades; su volumen representa el6% del volumen total de la Tierra.• Densidad media: 2´7g/cm3• Composición: es la zona más variada perola mejor conocida; los elementos másabundantes son el oxígeno y el silicio,pero también hay aluminio, hierro,magnesio, calcio, sodio y potasio. Loscompuestos más abundantes son losóxidos, y dentro de ellos, los silicatos yotras sales minerales.• Antigüedad: Las rocas más antiguas estánsobre la corteza oceánica y son de casi4000 m.a.
  • 72. • Formada por los continentes y las plataformascontinentales hasta el borde inferior del taludcontinental.• Su espesor medio de 30-35 km, aunque en laszonas montañosas puede llegar a unos 70-80 km(máximo grosor en el Himalaya).• Constituyen la parte más estable de la corteza, yaque sus rocas pueden tener hasta 4000 millonesde años.• Su zona superficial está muy alterada porprocesos de erosión, transporte y sedimentación.LA CORTEZA CONTINENTAL
  • 73. La estructura de la corteza continental presenta en la verticaltres capas:1. Capa sedimentaria, formada por materiales sedimentariosmás o menos transformados y con espesores variables quepueden llegar a los 3.000 m. Su densidad es de 2.5 gr/cm32. Capa granítica, formada por materiales cuya composiciónes fundamentalmente de silicatos de aluminio, densidad de2.7 y un espesor medio del orden de 10 a 15 Km. Las rocaspredominantes son las de la familia de los granitos, asícomo rocas metamórficas (micasquistos y gneiss3. Capa basáltica. La composición de los materiales de estacapa es fundamentalmente de silicatos de magnesio,espesor de 10 a 20 Km y densidades de 2.9 o algosuperiores. . Las rocas predominantes son basaltos, gabrosy dioritas.Entre la capa granítica y la basáltica, a unos 17 km, seencuentra una discontinuidad de segundo orden, que es la deConrad.LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura vertical
  • 74. LA CORTEZA CONTINENTAL: Estructura horizontalSe distinguen las siguientes partes:- Cratones y escudos. Áreas geológicamente muyestables (no han sufrido fragmentaciones nideformaciones por los movimientos orogénicos).Forman el núcleo de los continentes y su relieve espoco pronunciado por una erosión prolongada.Formados por rocas metamórficas muy antiguas ymagmáticas. Pueden aparecer recubiertos de capasde sedimentos poco deformadas.
  • 75. plataformas interiores: Son depresiones entre los cratones y los escudos dondese depositan los sedimentos (a veces, levemente plegada) procedentes de laerosión de los orógenos (Ejemplo: las de Rusia y el Sahara o la del Guadalquiviren España)Orógenos o cordilleras: Se sitúanen los bordes de los cartones.Son zonas muy activasgeológicamente, con muchaactividad tectónica ymagmática. Formados por rocassedimentarias y/o metamórficasentre las que aparecen rocasmagmáticas. Bajo estasestructuras, la corteza tienegran grosor.
  • 76. plataformas continentales: Son zonas pegadas a los continentes, de suavependiente pero que están sumergidas entre 20 y 600 m. Se acumulan lossedimentos procedentes de la erosión de los continentes.talud continental: Zona de gran pendiente que va desde la plataforma continentalhasta el fondo oceánico. Formado por surcos o cañones submarinos excavados porcorrientes de agua. En su base se depositan los sedimentos procedentes de laplataforma continental.
  • 77. Es más densa y más delgada que la corteza continental. Su espesor oscila entre los3 y los 15 km, y es relativamente uniforme en su composición. Muestra edadesque, en ningún caso, superan los 180 millones de años. Se encuentra en su mayorparte bajo los océanos y manifiesta un origen volcánico. Se forma continuamenteen las dorsales oceánicas y, más tarde, es recubierta por sedimentos marinos.Presenta una estructura en capas.LA CORTEZA OCEÁNICA
  • 78. Nivel 1: Capa de sedimentos. Desde un espesor muyvariable, 1.300 metros de media, pero inexistente enlas zonas de dorsal, hasta espesores de 10 km en laszonas que bordean a los continentes.Nivel 2: Lavas almohadilladas. Basaltos submarinosemitidos en las zonas de dorsal que, al sufrir un rápidoenfriamiento, ofrecen superficies lisas y semiesféricas.Nivel 3: Diques Basálticos. Son de composición similara las lavas almohadilladas y están solidificados enforma de diques verticales. Cada dique tiene unantiguo conducto por donde se emitía la lava queformó el nivel anterior.Nivel 4: Gabros. Representa material solidificado en lacámara magmática existente bajo la zona de dorsal.Este material solidificado alimentó los dos nivelesanteriores.LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura vertical
  • 79. LA CORTEZA OCEÁNICA: Estructura horizontalEn la corteza oceánica se distinguen:•Dorsales oceánicas: elevaciones deunos 3.000 metros sobre el fondooceánico. Están en los bordes deplacas litosféricas asociadas avolcanes submarinos.•Llanuras abisales: extensiones llanassobre las que encontramos montessubmarinos y guyots.•Guyots: son montes submarinos decimas planas. La cima fue erosionadacuando se encontraba a nivel delmar.•Fosas abisales: son fisuras estrechasy profundas donde se acumula grancantidad de sedimentos. Se localizanen los bordes de placa, cerca de uncontinente o de una zona insular.Están asociadas a la presencia deterremotos.
  • 80. DIFERENCIAS ENTRE CORTEZA OCEÁNICA Y CONTINENTALCORTEZA OCEÁNICA CORTEZA CONTINENTALGrosor Mas delgada Mas gruesaEdad Mas joven Mas antiguaComposiciónFundamentalmente rocasvolcánicas, pero mas homogéneaFundamentalmente rocassedimentarias, pero másheterogéneaRelieve Menos variado Mas variadoExtensión Mas extensa Menos extensaDensidad Más densa Menos densa
  • 81. Corteza oceánica Corteza continental
  • 82. Límites del manto: Es la zona situada debajo de la corteza. Entre la discontinuidad deMohorovicic y la discontinuidad de Gutenberg. Se extiende desde los 50 km hasta los2.900 o 3.000 km; su volumen representa el 82% del volumen total de la Tierra. Y el 70%de la masa de la Tierra.Densidad media: 4´3 g/cm3 (varía entre 3,3 y 5 g/cm3).Composición: el estudio del manto se realiza por métodos indirectos, pues no podemosllegar a él, pero se cree que son mayoritariamente peridotitas. La presión a la que estánsometidos los minerales hace que sus átomos se “reorganicen” y forman nuevosmateriales (olivino – espinela – perovskita – postperovskita)Estructura del manto: Por la propagación de las ondas sísmicas, se observa que sobre los670 – 700 km. aparece una discontinuidad secundaria (discontinuidad de Repetti) quedivide al manto en dos partes: el superior y el inferior, el último más denso que elprimero, ya que las ondas sísmicas se propagan más rápidamente. También se haobservado dentro del manto superior, a una profundidad comprendida entre los 50 y los250 km, que la velocidad de las ondas sísmicas disminuye, lo que hace pensar en unazona más fluida.EL MANTO
  • 83. Posibles estructuras atómicas, presentadaspor los componentes del manto, a distintasprofundidades, debido a la presión quesoportan los materiales.
  • 84. El manto superior.Está separado de la corteza por ladiscontinuidad de Mohorovicic.Las velocidades de las ondas sísmicas medidasen esta capa están entre 8,0 a 8,2 km/s.Los datos geofísicos demuestran que entre 50 y200 km (o más en las zonas de subducción) deprofundidad ocurre una disminución en lavelocidad de las ondas P y una fuerteatenuación de las ondas S, de ahí que estaregión sea conocida como zona de bajavelocidad y que se interpreta como una zonaparcialmente fundida (del 1 a 3%)
  • 85. El manto inferior.A partir de los 670 km de profundidad, el aumentode la presión y de la temperatura hace que losminerales cambien hacia formas de estructuramás compacta, haciendo que el resto del mantosea más denso (la densidad en esta regiónaumenta linealmente de 4,6 a 5,5). Esto explica elaumento en la velocidad de propagación de lasondas sísmicas. Sin embargo, parece que las altastemperaturas siguen permitiendo uncomportamiento plástico de las rocas y un flujomuy lento de materiales entre el límite núcleo-manto y el manto superior. Se han propuestovarios modelos que sugieren que el manto inferiorcontiene más hierro que el manto superior.La temperatura varía de 1.000º C a 3.000° C,aumentando con la profundidad y con el calorproducido por la desintegración radioactiva y porconducción a partir del núcleo externo
  • 86. El límite núcleo-manto.Conocido como capa D’’. Ocupa los 200 últimos kilómetros del manto inferior.En algunas zonas de esta región, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad. Unaposible interpretación considera que las rocas de esta capa se encuentran parcialmentefundidas en algunos lugares, coincidiendo con puntos de intenso flujo de calorprocedente del núcleo.Estas masas de roca podrían ser capaces de ascender a través del manto hasta lalitosfera, generando corrientes de material que se consideran el motor de la dinámicadel interior terrestre. Además, parece intervenir en el ligero balanceo del eje derotación terrestre y del campo geomagnético
  • 87. Ocupa el centro de la Tierra desde la discontinuidad de Gutenberg, constituyendoalrededor de la sexta parte del volumen de la Tierra y casi una tercera parte de su masa.Se calcula que la presión en su interior es de 1,3 a 3,5 millones de veces superior a la dela atmósfera, y que su Temperatura puede estar en torno a 6000 °C.Es una esfera metálica cuyo principal componente es el hierro, aunque posiblementecontiene también un 8 o un 10% de otros elementos (tal vez níquel, azufre, oxígeno osilicio). En cuanto a su estructura, los datos sismológicos parecen sugerir que existendos capas de idéntica composición pero diferentes en cuanto a su estado físico:El núcleo externo. Tiene unos 2 270 km de grosor, y, como se deduce de los estudiossísmicos, es líquido y bastante fluido lo que permite que en su seno se produzcancorrientes de materiales debidas a diferencias de temperatura y de densidad.El núcleo interno. Comienza a unos 5100 km de profundidad. Es sólido y muy denso.EL NÚCLEO
  • 88. Tiene en cuenta que la presión y la temperatura afectan mucho alcomportamiento mecánico, a la densidad y al estado fisicoquímico delos materiales del interior de la Tierra.Establece unas capas que no coinciden con las capas composicionales yque explican más detalladamente otras discontinuidades que aparecenen los estudios sísmicos.Son:• Litosfera (continental y oceánica)• Mesosfera (superior e inferior)• Endosfera, formada por el núcleo externo y el interno.(Pueden presentarse zonas de transición entre las distintas capas)EL MODELO DINÁMICO
  • 89. Capa más externa y rígida. Se corresponde con corteza y algo del mantosuperior, variando su grosor según la localización. Se distinguen la Litosferaoceánica, entre 50 y 100 km de espesor, y la Continental, que alcanza entre 100y 200km.LITOSFERA
  • 90. Capa situada por debajo de la litosfera, hasta 670km. Las velocidades de las ondas sísmicaspresentan fluctuaciones. Formado por peridotitay es sólido.Lo más característico son las corrientes deconvección, (debido a que responde de formaplástica y deformable en tiempos largos) delorden de 1 a 12 cm por año.Antes se denominaba como astenosfera perohoy, parece ser que la astenosfera no existe,puesto que la zona de baja velocidad no esuniversal y las zonas que revelan mayorplasticidad podrían ser antiguas plumas. Tambiénse da por supuesto que las corrientes deconvección afectan a capas más profundas, hastael manto inferior.MESOSFERA: MANTO SUPERIOR SUBLITOSFÉRICO
  • 91. Incluye el situado por debajo, hasta los2900km de la discontinuidad de Gutenberg.Sometido a corrientes de convección, debidasa diferencias de Tª y de densidad. En su base,se encuentra la capa D’’, capa discontinua eirregular, cuyo espesor varía entre 0 y 300 km,con materiales más densos y donde seoriginan las plumas mantélicas.MESOSFERA: MANTO INFERIOR
  • 92. El modelo actual considera que todo el manto es sólido pero muy plástico. Estopermite un lento flujo de materiales a través de sus rocas, en dos direcciones:• En zonas llamadas de subducción, grandes fragmentos de litosfera oceánica fría seintroducen en el manto superior, cambian sus minerales a 670 km y se precipitanlentamente hasta la base del manto, donde se acumulan y se esparcen hasta zonasmás calientes.• En las zonas del límite núcleo-manto, donde el calor procedente del núcleo es másintenso, grandes masas de esas rocas se funden parcialmente y adquieren unacierta flotabilidad. Así, se produce un flujo ascendente de materiales muycalientes que, antes de llegar al manto superior, cambian sus minerales a 670 km.Este flujo es el resultado del tránsito del calor interno del planeta hacia el exterior y elmotor de la dinámica terrestre.
  • 93. Núcleo externo: hasta los 5100 km de profundidad. En estado líquido, en parte,y posee corrientes de convección, así como generadora del campo magnético.Tiene unos 2 270 km de grosor, es bastante fluido. De hecho, permite que en suseno se produzcan corrientes de materiales debidas a diferencias detemperatura y de densidad.Núcleo interno: según va perdiendo calor elnúcleo, hacia el manto, el hierro vacristalizando y emigrando hacia el núcleomás profundo en forma sólida, tambiéndebido a la presión. Así, éste va aumentandoalgunos mm por año. Comienza a unos 5100km de profundidad y es muy denso.ENDOSFERA: NUCLEO EXTERNO E INTERNO

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